|Verh. Geol. В.-A. ISSN 0016—7819 Jahrgang 1981 Heft 2 S. 109—131 Wien, Dez. 1981

Magnesit im Perm und Skyth der Ostalpen und seine petrogenetische Bedeutung

Von GERHARD N I E D E R M A Y E , ELISABETH SCHERIATT-NIEDEEMAYR, ANTON B E E A N & R O B E E T SEEMANN *)

Mit 1 Abbildung, 2 Tafeln und 3 Tabellen

Ostalpen Perm und Skyth Magnesit Fe-Gehalte in Magnesiten Magnesitgenese

Zusammenfassung Im Perm und Skyth der Ostalpen konnten neue Vorkommen von Magnesit festgestellt

werden. Von diesen und von den früher schon bekannten Vorkommen ausgehend wird deren Genese diskutiert.

Die Magnesitqildung wird im wesentlichen durch diagenetische Prozesse in einem hypersalinaren, marin-litoralen Ablagerungsmilieu verursacht (Sebkha). Eine direkte Ausfällung von Magnesit aus dem Meerwasser ist auch in den magnesitführenden Eva-poritfolgen nicht nachweisbar. Der Magnesit ist somit auf eine im Stadium der frühen Diagenese wirksame Metasomatose eines Karbonat-Altbestandes durch entsprechend zu­sammengesetzte Porenlösungen zurückzuführen. Eine Zufuhr Mg-reicher Wässer, die nicht aus dem unmittelbaren Sedimentationsraum stammen, ist auszuschließen.

In Bereichen, die metamorph beeinflußt wurden, kommt es zu einer mehr oder weniger intensiven Überprägung der Sedimente und damit auch zu Remobilisationen des Magne­sit-Altbestandes. Diese jungen, alpidisch angelegten Magnesitmobilisate zeichnen sich durch wechselnde bis hohe Fe-Gehalte aus.

Die sich aus der überaus weiten Verbreitung von Magnesiten im Perm und Skyth des Oberostalpins ergebenden paläogeographischen Konsequenzen werden kurz diskutiert.

Summary A variety of new magnesite occurrences has been discovered within the Permian and

Scythian series of the Eastern Alps. Samples from these localities as well as from locali­ties already known have been studied in order to shed some light on their genesis. The results strongly suggest that magnesite formed during early diagenesis in a hypersaline intertidal-supratidal environment (coastal sabkha). There is no evidence for direct preci­pitation of magnesite from sea water, not even in the magnesite bearing evaporites. For­mation of magnesite therefore must have taken place by reaction of pre-existing carbona-

*) Anschrift der Verfasser: Dr. GERHARD NIEDERMAYE, und Dr. ROBERT SEEMANN, Naturhistorisches Museum Wien, Mineralogisch-Petrographische Abteilung, Burgring 7, A-1014 Wien, Österreich.

Dr. ELISABETH SCHERIATJ-NIEDERMAYR, Thimiggasse 15/1, A-1180 Wien, Österreich. Doz. Dr. ANTON BERAN, Universität Wien, Institut für Mineralogie und Kristallo­

graphie, Dr. Karl-Lueger-Ring 1, A-1010 Wien, Österreich.

о

109

tes with magnesia-rich brines. There is no indication for a supply of magnesian fluids from outside the depositional sedimentary environment. Thus, magnesite formation is apparently solely due to auto-metasomatism caused by evaporation.

Some areas of the Permian and Scythian series experienced some metamorphism during the Alpidic events which also led to remobilitations of magnesite. Especially these magnesite mobilisates show variable to high iron contents.

The wide-spread occurrence of magnesite within the Permian and Scythian series of the Oberostalpin is briefly discussed with regard to the paleogeographic situation.

Einleitung und Problemstellung Eine zusammenfassende Darstellung des Standes der Diskussion über die Genese

und die Altersstellung der Magnesitlagerstätten in den Ostalpen geben HADITSCH & MOSTLEE (1979). In dieser Arbeit deuten die Autoren die megakristallinen Spat­magnesite (vom Typus Veitsch und Radenthein) als epigenetische, metamorphe Bildungen variszischen Alters. Das für die Magnesitisierung des präexistenten Kar­bonat-Altbestandes notwendige Magnesium wird auf eine „spätdiagenetische Voran­reicherung durch zirkulierende Porenlösungen" zurückgeführt und somit aus dem Sediment selbst, und zwar aus dessen Biogenanteil, bezogen. Es handelt sich somit um eine im weitesten Sinne sedimentäre Magnesitbildung, deren primäre Strukturen durch metamorphe Lösungsumsätze überprägt worden sind. Ungeklärt ist nach wie vor das Alter dieser Bildungen. Wie die Magnesitgerölle in den basalen Serien des Perms belegen (SCHBAMM, 1973) ist die Spatmagnesitbildung z. T. sicher präpermisch anzunehmen.

Die entscheidende Frage aber, ob es sich dabei um sedimentäre, frühdiagenetische, spätdiagenetische oder variszisch-metamorph angelegte Magnesite bzw. um Magnesite mit komplexer Genese handelt, bleibt allerdings nur unbefriedigend beantwortet . Die von HADITSCH & MOSTLEB (1979) erwähnte „strenge Faziesgebundenheit" der mehr oder weniger stratiformen Spatmagnesite könnte auch als Hinweis auf eine synsedimentäre bis diagenetische Magnesitbildung gedeutet werden. Als Beweis ist aber auch dies nicht zu werten, da metasomatisch wirksame Lösungen oder meta­morphe Stoffumsetzungen bestimmte faziell vorgegebene Areale bevorzugt beein­flussen könnten. Den ostalpinen Spatmagnesiten ähnliche und oft auch im Gefüge entsprechende Magnesitvorkommen werden u. a. auch aus den Pyrenäen (DESTOMBES 1958) und den Karpaten (TUBAN & VANCOVÄ, 1979) beschrieben und deren Genese in gleicher Weise diskutiert.

Die gleiche Fragestellung wie bei den grobkristallinen Spatmagnesiten ergibt sich nun aber auch für die im allgemeinen feinerkristallinen Magnesite, die in permischen und skythischen Gesteinen der Ostalpen bisher festgestellt werden konnten. Mit dem — gewichtigen — Unterschied aber, daß diese Magnesite in vielen Fällen keine metamorphen Überprägungen mehr erlitten haben und somit nur mehr zwischen syngenetisch-sedimentärer und früh- bis spätdiagenetischer Entstehung unterschie­den werden muß. Eine hydrothermal-metasomatische Magnesitbildung, etwa alpi-dischen Alters, ist auf Grund des Feldbefundes bei den Magnesiten im Perm und Skyth der Ostalpen von vornherein auszuschließen. Trotzdem zeigen diese über­wiegend feinkristallinen Magnesite in den gröberkristallinen Gesteinspartien zum Teil auch Ausbildungsformen wie wir sie aus den Spatmagnesitlagerstätten kennen. So ist z. B. die Ausbildung von „Pinolitmagnesiten" in den Magnesitvorkommen von Hall in Tirol, Kaswassergraben, Diegrub und von den Grödner Schichten des Drauzuges zu erwähnen. Ähnlich dem „Pinolitmagnesit" der Spatlagerstätten aus-

110

gebildete diskusförmige Magnesit- und Dolomitkristalle (siehe auch LESKO, 1972) finden sich auch in karbonatischen Bänken der Werfener Schichten der Lienzer Dolo­miten. So zeigen unserer Meinung nach die Untersuchungen von Magnesitvorkom­men im Perm und Skyth der Ostalpen neue Gesichtspunkte bezüglich der sedimentär-diagenetischen Bildungsmöglichkeiten von Magnesiten auf (NIEDEBMAYR et al., 1979 und 1980). Diese könnten auch für die genetische Interpretation der alpinen Spatmagnesite von Bedeutung sein.

Vorkommen von Magnesit im Perm und Sfeyth der Ostalpen Neben den schon lange bekannten Magnesitvorkommen in permischen und

skythischen Gesteinen der Ostalpen wurden in der letzten Zeit eine Reihe neuer Vor­kommen in oberostalpinen Serien nachgewiesen. Einen Überblick über die bis heute bekannten Magnesitvorkommen im Perm und Skyth der Ostalpen gibt Tab. 1 (s. auch Abb. 1).

Tabelle 1: Vorkommen von Magnesit im Perm und Skyth der Nördlichen Kalkalpen und des Drauzuges

Nördliche Kalkalpen Drauzug

D i e g r u b be i A b t e n a u : grobkristal­liner Magnesit in dunklem Triasdolomit (FBIBDEICH 1963). K a s w a s s e r g r a b e n : ± grobkristal­liner Magnesit mit dunklem Dolomit und mit Gips vergesellschaftet (FOTTL-

•g LON 1884, MACHATSCHKI 1922). g H a l l in T i r o l : ± kristalliner Magnesit д im „Brekzienanhydrit" (briefliche Mit-P teüung von Herrn Hofrat Dipl.-Ing.

Dr. O. Schauberger, Bad Ischl, SCHAU-BEBGEB 1979). Dazu ist möglicherweise auch akzessorisch auftretender Magnesit in anderen Gesteinen der „Re ichen-h a l l e r Sa l z f az i e s " (SCHAITBEBGER 1979) zu rechnen (SCHBOLL 1961). B l ü h n b a c h t a l be i W e r f e n : im stratigraphisch tieferen Teil der Wer­fener Schichten des Hundskarlgrabens (TICHY und SCHRAMM 1979) wurde Magnesit in teils beträchtlichen Antei­len festgestellt (J. M. SCHBAMM, persönl. Mitteilung, Mai 1980).

^ „ P e r m o s k y t h " an der Bas i s des jj> K a i s e r g e b i r g e s : im Zuge einer petro-50 logischen Untersuchung von klastischen

Serien des „Permoskyths" wurde von SCHBAMM (1978) Magnesit festgestellt. Eine stratigraphische Einordnung der angeführten Profile erfolgte leider nicht; möglicherweise sind diese Gesteine schon dem Perm (s. u.) zuzuordnen.

D o b r a t s c h : Lagen kryptokristallinen Magnesits und feinverteilte Magnesit-kriställchen in ;£ gebänderten Gipsen (STBEHL et al. 1980). L i e n z e r D o l o m i t e n u n d w e s t l i c h e G a i l t a l e r A l p e n : feinverteilter, kryp-tokristalliner Magnesit und Magnesit­lagen in Gipsen.

W e s t l i c h e G a i l t a l e r A l p e n u n d L i e n z e r D o l o m i t e n : Magnesit als „Asche" in oberskythischen Rauhwak­ken und als krypto- bis feinkristalline Lagen und als Zement in Werfener Schichten (NIEDEBMAYB et al 1980).

111

Tabelle 1: Fortsetzung

Nördliche Kalkalpen Drauzug

A lp ine E v a p o r i t l a g e r s t ä t t e n : die stratigraphische Einordnung des alpi­nen magnesitführenden Salinars ist nach den vorhandenen Literaturunterlagen noch immer unklar, teils aber sicher ins

-r- Skyth (siehe oben) und teils ins Perm 'S vorzunehmen (wie etwa Wienern am и Grundlsee, etc.). Magnesit tritt hier in g Kristallen in Gips eingewachsen auf N (HÄDITSCH 196S), teils auch in fein- bis ö kryptokristalliner Form. Magnesit fln-Й det sich auch in den Sandsteinkompo-& nenten des Haselgebirges im Blühn-,a bachtal, in Verbindung mit Haselgebir-° ge in Sandsteinen des Lammertales N

Annaberg, im Dolomit von Grabenmühl bei Golling und in anderen Evaporit-folgen (wie z. B. im Gipsbergbau Pfennigbach bei Puchberg am Schnee­berg).

й P

K a l k a l p e n b a s i s in S a l z b u r g u n d T i r o l : Magnesit in Konkretionen, in s-parallelen Linsen und als Zement ( ?) in roten Tonschiefern (MOSTLER 1972, SCHRAMM 1973) bzw. in durch Uran-mineralisationen ausgezeichneten Sand­steinen der „Permotrias" (SCHULZ und LUKAS 1970). Die stratigraphische Ein­stufung ist zum Teil unsicher; eine post-deformative Bildung gewisser Konkre­tionstypen im Gefolge alpidischer Metamorphoseereignisse wurde ver­mutet (EISBACHER 1969). W ö r g l - H o c h f i l z e n : konkretionärer Magnesit in roten Tonschiefern (MOST­LER 1972). Grobklastische Magnesit­komponenten in permischen Basal-bildungen von Alm bei Saalfelden (Salzburg) wurden von SCHRAMM (1973) auf die nähergelegenen Magnesitvor­kommen der Nördlichen Grauwacken-zone bezogen.

D o b r a t s c h : Magnesit als früh- bis spätdiagenetischer Zement, als sammel-kristallisierte Matrix, als Konkretionen und in mehr oder weniger deutlich lami­nierten Karbonatlagen; eingeschaltet in Grödener Schichten (NIEDBRMAYR et al. 1979); mehr oder weniger grob-spätiger Magnesit, z. T. auch in Lagen und Gängen. G a i l t a l e r A l p e n : konkretionärer Magnesit in roten Siltsteinen der Gröde­ner Schichten. L i e n z e r D o l o m i t e n : Vorkommen von Magnesit im feinklastischen Mittel­teil der Grödener Schichten in gleicher Ausbildung wie in den Dobratsch-Basisschichten. L e s a c h t a l - L a m e l l e : Magnesit als rekristallisierte Matrix und als Zement in einer niedrig-metamorphen ( ?) Sand­stein-Tonschieferfolge.

In roten Tonschiefern der Kalkalpen-Basis eingeschaltete Magnesite haben u. a. SIEGL (1964) und EISBACHER (1969) beschrieben. Das Alter dieser Bildungen — früher irrigerweise den „Werfener Schichten" oder dem „Buntsandstein" zugezählt — hat MOSTLER (1972) überzeugend als permisch angegeben (teils Unter- und Oberrot-liegend) .

112

Aus dem gleichen Bereich ha t kürzlich auch SCHBAMM (1978) Magnesit in klasti­schen Gesteinen des „Permoskyths" angeführt, ohne allerdings eine eindeutige stratigraphische Zuordnung der untersuchten Profile ins Perm oder Skyth durch­zuführen. Nach der beschriebenen Gesteinsassoziation könnte es sich dabei z. T. auch um skythische Sedimente handeln. Ähnliches gilt wohl auch für die Uran- und Buntmetallanreicherungen aufweisenden Sedimente dieses Raumes, die nach SCHULZ & L U K A S (1970) Magnesit führen.

In den letzten Jahren konnte Magnesit in größerer Verbreitung auch in feinklasti­scheren Anteilen der Grödener Schichten des Drauzuges nachgewiesen werden (Fig. 1 und 2). Bedeutsam ist auch die Peststellung von Magnesit als rekristallisierte Matrix

Abb. 1: Vorkommen von Magnesit im Perm und Skyth der Ostalpen. Permomesozoikum ist mit Punktsignatur versehen. I = Innsbruck, S = Salzburg, К = Klagenfurt, G = Graz, • Magnesit im klastisch entwickelten Perm, ||||| Magnesit in Evaporiten (sowohl Perm als auch TJntertrias), - - - Magnesit in klastisch entwickelter Untertrias

und als Zement in permischen Gesteinen der Lesachtal-Lamelle, die offensichtlich als Ees t einer, zwischen Gailtalkristallin im Norden und niedrig metamorphen Peliten der südalpinen Val Visdende Formation im Süden eingeklemmten Drauzug-Permo-trias zu verstehen ist. I n diesem Zusammenhang ist erwähnenswert, daß die in dieser Lamelle auftretenden Gipse 8 34S-Werte von +24 .4 bzw. + 2 5 , 6 % ± 0 , 2 erbracht haben (briefliche Mitteilung von Herrn Dr. E. P A K , Wien). Dies bestätigt das schon von ZAOTEBBABI (1976) vermutete ob er skythische Alter des Gips führenden, kalkig-dolcmitisclen Anteiles dieser Lamelle. Damit vergleichbare 8 34S-Daten erbrachten auch die strati graphisch äquivalenten Gipse aus den Lienzer Dolomiten und den Gailtaler Alpen (PAK, 1974 und persönliche Mitteilung; STBEHL et al., 1980).

Aus den alpinen Evaporitlagerstätten wurden teils auch eisenreichere Magnesite erstmals von v. FOULLON (1884) erwähnt und später eingehender von MACHATSCHKI (1922), PETBASCHECK (1932), SCHEOLL (1961), FBIEDBICH (1963) u. a. beschrieben. Ihr Alter ist zum Teil auch heute noch genauso wie das Alter der Evaporite, mit

8 Verhandlungen, 2/81 113

welchen sie gemeinsam auftreten, umstri t ten (s. auch TOLLMANN, 1976). Für die Magnesite von Hall in Tirol konnte kürzlich auf Grund von Schwefelisotopen-Daten der die magnesitführenden Gesteine begleitenden Gipse und Anhydrite ein ober-skythisches Alter wahrscheinlich gemacht werden (SCHATJBERGER 1979). Recht bedeutend scheint auch die Magnesitführung der das Haselgebirge im Bereich des Mittelabschnittes der Nördlichen Kalkalpen begleitenden Sandsteine zu sein (Fig. 3, 8 und 9). Die im Haselgebirge des Blühnbachtales W Tenneck angetroffenen Sand­steinkomponenten führen bis zu 25 Gew.-% Magnesit und in einem frischen Hasel-gebirgsaufschluß des Lammertales N Annaberg wurden in Sandsteinen lagenweise Magnesitgehalte bis zu 90 Gew.-% (!) festgestellt. Magnesit ist auch ein wichtiger Bestandteil der Nebengesteine des Blauquarzvorkommens von Grubach und der teils Schwefel führenden Gips- und Anhydritstöcke im Raum Golfing-Abtenau. Für die magnesitführenden Haselgebirgsaufschlüsse im Blühnbachtal und im Lam­mertal N Annaberg konnte in der Zwischenzeit auf Grund von Schwefelisotopen-Daten der Gipse mit § 34S-Werten von + H > 3 bis +14,8%0 ein permisches Alter sichergestellt werden. Das gleiche gilt auch für einen Gips in einer magnesitführenden, dolomitischen Einlagerung aus dem Gipsvorkommen von Grabenmühl bei Golfing (Probe NHM-Wien J 3429) der einen 8 34S-Wert von +12,4%0 und damit ebenfalls einen Hinweis auf ein permisches Alter dieser Mineralisation erbracht ha t (die Unter­suchungen wurden in freundlicher Weise von Herrn Dr. E. P A K , Wien, durchgeführt).

In das Skyth zu stellen sind dagegen die Magnesite in den Werfener Schichten des Drauzuges (Fig. 6 und 10), wobei ein Hinaufreichen der Magnesitführung bis in das tiefe Anis nicht ausgeschlossen werden kann. So ist kryptokristalliner Magnesit (mittlere Kristallgröße ~ 2 ;xm) in Gipsen der Lienzer Dolomiten, des Lammer Grabens bei Kötschach in den westlichen Gailtaler Alpen und vom Dobratsch nach­gewiesen; für letzteres Vorkommen wird auf Grund von Sporen ein anisisches Alter der magnesitführenden Serie angenommen (STREHL et al., 1980). Der Nachweis einer relativ bedeutenden Magnesitführung in den Werfener Schichten des Drauzuges erscheint uns auch im Hinblick auf paläogeographische Überlegungen wichtig. Es wird zu prüfen sein, ob nicht dadurch Beziehungen zu den Magnesitvorkommen in den Nördlichen Kalkalpen — insbesondere von Hall in Tirol, von Diegrub und vom Kaswassergraben — gegeben sind. Die Magnesitmenge in den Werfener Schichten des Drauzuges ist jedenfalls beträchtlich. Es ist anzunehmen, daß auch in den Wer­fener Schichten der Nördlichen Kalkalpen wesentlich mehr Magnesit auftritt, als bisher bekannt geworden ist. Interessant ist in diesem Zusammenhang, daß NÖSSING et al. (1979) im Zuge einer baugeologischen Untersuchung der Autobahntunnel der Tauernautobalm im Bereich von Werfen in den Werfener Schichten des Helbers-bergtunnels nicht nur Gips sondern auch Magnesit feststellen konnten. Nach einer mündlichen Mitteilung von Herrn Dr. J . M. SCHRAMM (Salzburg) ist Magnesit auch eine wichtige Komponente des überwiegend quarzitisch ausgebildeten, tieferen Teiles der Werfener Schichten des Hundskarl-Profiles im Blühnbachtal am Südfuß des Hagengebirges. I m stratigraphisch höheren Teil dieses Profiles konnten dagegen nur Dolomit und Calcit im Karbonatanteil der Sedimente festgestellt werden. Das skythische Alter der magnesitführenden Schichten ist paläontologisch belegt (TIOHY & SCHRAMM 1979). Somit ist eine Magnesitführung zumindest auch für die Werfener Schichten des Mittelabschnittes der Nördlichen Kalkalpen als gesichert anzunehmen. Der Unterschied zum Drauzug scheint nur darin zu bestehen, daß sich bei letzterem die Magnesitführung auf die hangenden Teile der Werfener Schichten beschränkt. Der tiefere Teil des Skyths ist im Drauzug allerdings grob- bis feinklastisch ausgebil­det und weitgehend karbonatfrei.

114

Feinklastische Einschaltungen in Gipsen der nach PLÖCHXNGEB (1980) vermutlich tieftriadischen, mikropaläontologisch allerdings noch unbestätigten, Evaporitfolge von Pfennigbach bei Puchberg führen ebenfalls Magnesit neben Gips, Kalifeldspat, Muskovit und Quarz x). Auch Sammelkristallisationen von Fe-reichen Magnesiten wurden in diesem Vorkommen festgestellt (MEIXNEB 1980). Zu erwähnen ist hier noch, daß Magnesit auch in Evaporitfolgen der Karpaten mehrfach festgestellt wurde (TUBAK & VANCOVA 1976). Die magnesitführenden Evaporite sind dort an Oberperm-Untertrias und an die Obertrias (Keuper) gebunden; nur in einem Fall wurde auch in jüngeren Gipsen Fe-reicher Magnesit beobachtet. Die Magnesitbildung wird auf Diageneseprozesse zurückgeführt und sedimentär-diagenetisch gedeutet.

Lithologische Entwicklung der magnesitführenden Sedimente im Perm und Sbyth der Ostalpen

Die Magnesit enthaltenden Sedimente werden in das Unter- und Oberperm, in das Skyth und teils auch in das Anis eingestuft; in einigen Fällen ist eine genauere stratigraphische Einordnung noch unklar. Das Alter der Magnesitbildung kann allerdings nicht mit jenem der die Magnesite enthaltenen Ablagerungen von vorn­herein gleichgesetzt werden.

Für das Auftreten von Magnesit in Sedimenten kommen generell folgende Prozesse in Betracht :

1. Syngenetische Magnesitbildung: a) Anlieferung als Detri tus = aus dem Hinterland

= aus dem Sedimentationsraum selbst (salinare Lösungsphase).

b) Synsedimentär — Ausfällung von Magnesit aus einer entsprechend konzentrier­ten Lösung.

c) Syndiagenetisch — im Stadium beginnender bzw. früher Sedimentüberlagerung Umformung eines primären Karbonat-Altbestandes etwa nach der Reaktions­reihe Aragonit und/oder Calcit —> Dolomit -> Hunt i t -^ Magnesit (s. auch M Ü L L E B et al., 1972) durch in den obersten Sedimentschichten zirkulierende Oberflächen- und Porenlösungen.

d) Anadiagenetisch (nach FAIBBEIDGE, 1967) — Magnesitisierung eines vorgege­benen Karbonat-Altbestandes durch zirkulierende Porenlösungen nach der vorhin angeführten Reaktionsreihe im Stadium der fortschreitenden Kompak­tion und Sedimentreifung mit subsequenter Entwässerung und Verfestigung des Sediments.

e) Frühdiagenetisch hydrothermal-metasomatisch.

2. Epigenetische Magnesitbildung: I m wesentlichen hydrothermal-metasomatische Umkristallisation bzw. epi-

diagenetische Veränderungen eines Karbonat-Altbestandes nach erfolgter Lithi-fizierung, wobei der Zeitpunkt dieses Prozesses durch Verwitterungseinfiüsse, hydrothermale Lösungszufuhr und/oder Metamorphoseereignisse bestimmt wird.

1) Eine Schwefelisotopen-Analyse eines Gipses aus diesem Vorkommen, die kürzlich von Herrn Dr. E. PAK, Wien, durchgeführt wurde, erbrachte mit einem 8 34S-Wert von + 11,3%0 ein permisches Alter. Somit ist zumindest ein Teil der Lagerstätte Pfennigbach in das Perm einzustufen.

8» 115

Die unter 1/c bis 1/e ablaufenden Prozesse sind als frühdiagenetische Vorgänge zu bezeichnen, während spätdiagenetische Magnesitbildungen wohl in der Haupt­sache zur Epigenese zu zählen ist. Eine im Prinzip ähnliche Fragestellung ergibt sich auch bei der Dolomitbildung und Dolomitisierung in karbonatischen Ausgangs­gesteinen (s. auch CHILINGAR et al., 1979). Es ist naheliegend, daß in einem Orogen im Laufe dessen geologischer Entwicklung mehrere der angeführten Faktoren zu einer Magnesitbildung beitragen und damit deren Deutung komplizieren. So lassen sich auch in den permischen und skythischen Sedimenten der Ostalpen, sowohl des Drauzuges als auch der Nördlichen Kalkalpen, die verschiedensten Phasen der Magnesitbildung erkennen. Im Mittelabschnitt der Nördlichen Kalkalpen ist zusätz­lich noch eine deutliche metamorphe Überprägung der magnesitführenden Serien festzustellen, die in den entsprechenden Sedimenten des Drauzuges bisher nicht erfaßt werden konnte.

Im allgemeinen t r i t t der Magnesit nur in überwiegend feinklastisch ausgebildeten Abschnitten der Grödener Schichten und der Werfener Schichten auf; nur aus­nahmsweise ist er als Zement in gröberklastischen Ablagerungen der gleichen Serien festzustellen. Dies weist unserer Meinung nach auch darauf hin, daß es sich dabei nicht um Magnesitdetritus sondern um eine autochthone Magnesitbildung handelt. Häufig ist der Magnesit von Calcit und Dolomit in wechselndem Mengenverhältnis begleitet (Tab. 2). Die Assoziation Calcit-Magnesit ist allerdings metastabil und sollte in diagenetisch und/oder metamorph beeinflußten Sedimenten nicht auftreten. Tatsächlich ist Calcit in diesem Fall überwiegend in spätdiagenetischen Klüften und kaum als primäre Sedimentkomponente festzustellen. Magnesit kann aber auch ein­ziges Karbonat in den betreffenden Ablagerungen sein. Weitere Komponenten der magnesitführenden Sand- und Siltsteine sind Quarz, Kalifeldspat, Albit, Muskovit und Illit, Chlorit, Kaolinit und Hämati t , selten auch Gips bzw. Anhydrit (in Silt-steinen aus der Kaisergebirgsbasis wurde von SCHRAMM (1978) auch Pyrophyllit festgestellt).

Ein Charakteristikum magnesitführender Gesteine — und von uns im Gelände als Hinweis darauf oft erprobt — ist die Anwesenheit von Aragonit in meist büscheligen Aggregaten in Lösungshohlräumen und in Klüften der entsprechenden Ablagerungen. LIPPMANN (1960) ha t gezeigt, daß höhere Magnesiumkonzentrationen der Lösung die Aragonitbildung begünstigen. In magnesitführenden Gesteinen ist aber ein Überangebot an Magnesium infolge der Redolomitisierung von Magnesit durch die im Gestein zirkulierenden Wässer und Porenlösungen gegeben (JOHANNES, 1970). In diesem Zusammenhang ist die Beobachtung interessant, daß sich in Klüften und Lösungshohlräumen magnesitführender Gesteine des Drauzuges häufig zunächst Calcit ausscheidet, und dieser erst später von Aragonit überwachsen wird. Der umge­kehrte Fall konnte bisher nicht festgestellt werden. Diese Beobachtung spricht für eine späte Mobilisation des Magnesiums aus dem umgebenden Gesteinsverband. Ungeklärt ist aber, ob es sich dabei um Mineralneubildungen im Zuge der Spät­diagenese, eventuell auch im Gefolge alpidischer Metamorphosephasen, oder um reine Verwitterungsbildungen handelt.

Der Magnesit t r i t t im Perm und Skyth der Ostalpen in folgender Form auf: a) als detri tär angelieferte Karbonatkriställchen in den Werfener Schichten der

Lienzer Dolomiten. Es handelt sich dabei aller Wahrscheinlichkeit nach um Lös-sungsrückstände evaporitischer Gesteine. Die grobklastischen Magnesitkomponenten in den permischen Basalbildungen von Alm bei Saalfelden wurden von SCHRAMM (1973) auf die benachbarten Magne-

116

Tabelle 2 : Rön tgenograph i sch e rmi t t e l t e Z u s a m m e n s e t z u n g einiger magnes i t führender Gesteine des P e r m s u n d S k y t h s der Ost­a lpen . Die Minera lgehal te w u r d e n gegen E i chp roben abgeschä t z t . E s b e d e u t e t X X X = > 5 0 G e w . - % , X X = 60—10 G e w . - %

u n d X = < 10 G e w . - %

P r o b e n CS

О "о О

СЗ

а т 45 0 .*

Чч ьв д CS сЗ Я м

> о

о о

CS

а «ев

TS

й 3 Loka l i t ä t

X X X X X X X X X X X

U n t e r a n i s / west l icher D r a u z u g X X X X X X X

X X X X X X X X X X X X X

X X X X X X

S k y t h / Nördl iche Ka lka lpen P 651/80 P 653/80

S k y t h -P 633/79 P 728/80 P 694/80 P 701/80

P e r m — Salinar / Nördl iche Ka lka lpen P 737/80 X X X P 749/80 X X X N H M Wien A. a. 5464 x X X N H M Wien J . 3429 X X X X X P 645/80 X X X X X

P e r m — klas t i sch / Nördl iche K a l k a l p e n P 663/80 X X X X X P 672/80 X X X X X P 688/80 X X X X P 196/73 X X X X X

P e r m — klast isch / west l icher D r a u z u g P 580/79 X X X X X P 618b/79 X X X X P 591/79 X X X X X X X X P 322/76 X X X X X X X X

X X X

X X

X X

X X X X X X X

X X X X

X X

X X X X

H u n d s k a r l g r a b e n X H u n d s k a r l g r a b e n

X X Dobra t s ch L a m m e r g r a b e n , L a a s Pod lan igbach Pa l lase rbach

X X Wienern /Grundlsee

X X X Pfenn igbach /Puchbe rg

X X X H a l l s t a t t

X X Grabenmühl /Gol l ing L a m m e r t a l , N Annabe rg

S a n d t a l / E l l m a u R o t e P l a i k e n / E l l m a u Seebachta l F i ebe rb runn

Dobra t s ch Lenzhof/Reißkofel E L a h n e r b a c h Oberga i lbach/Lesachta l -Lamel le

sitvorkommen der Nördlichen Grauwackenzone bezogen und sind daher nicht unmittelbar als permische Magnesite anzusprechen.

b) als sammelkristallisierte Matrix und als früh- bis spätdiagenetisoher Zement in Sand- und Sütsteinen des Perms und Skyths (Gailtaler Alpen, Lienzer Dolomiten und Nördliche Kalkalpen). Dazu sind auch die kryptokristallinen Komponenten und Lagen in Rauhwacken und in Gipsen der höheren Werfener Schichten des Drauzuges und der Nördlichen Kalkalpen zu rechnen.

c) als Konkretionen im Perm und Skyth (?) (Gailtaler Alpen, Lienzer Dolomiten und Nördliche Kalkalpen)

d) als Sammelkristallisationen in Evaporiten und in diese begleitenden Karbonat­gesteinen der Kalkalpenbasis (z. B . Hall in Tirol, Diegrub und Kaswassergraben)

e) als mehr oder weniger eisenführender Magnesit meist in Gängen, offenen Klüften und Sammelkristallisationen in permo-skythischen Sedimenten der Nördlichen Kalkalpen infolge metamorph beeinflußter Mobilisierung aus den magnesithältigen Nebengesteinen (z. B. Kaisergebirge, Werfen, Wienern, Pfennigbach etc.).

Trotz der Vielzahl der bisher beobachteten Ausbildungsformen der Magnesite läßt sich demnach deren Bildung in den hier betrachteten Serien auf im wesentlichen frühdiagenetische Prozesse und untergeordnet auf Anlieferung als Detritus beziehen. Für die Magnesite der Nördlichen Kalkalpen ist, wie bereits erwähnt, zusätzlich auch eine gewisse metamorphe Überprägung anzunehmen.

Mechanismus der frühdiagenetischen Magnesitbildung im Perm und Skyth der Ostalpen

Grundlegende Erkenntnisse zur Magnesitbildung haben USDOWSKI (1967, 1974), JOHANNES (1970) und LIPPMANN (1973) erarbeitet. Die reaktionskinetischen Voraus­setzungen, die bei der Bildung von Ca-Mg-Karbonaten berücksichtigt werden müssen behandelt LIPPMANN (1973, 1980). Er weist insbesondere daraufhin , daß bei Mg-Ca-Konzentrationsverhältnissen wie sie etwa im Meerwasser (bei 25° C) vorliegen, Magne­sit jenes Mg-Karbonat sein müßte, das aus dem Meerwasser ausgefällt wird, nicht aber Dolomit. Unter Oberflächenbedingungen konnten bisher aber weder Magnesit noch Dolomit im Labor dargestellt werden (LIPPMANN, 1979b; CHILINGAR et al. 1979). Die Magnesitbildung wird allerdings durch kinetische Faktoren entscheidend gehemmt, so daß speziell bei Verdünnung des Meerwassers durch Frisch wasser-zufiuß im allgemeinen Dolomitbildung zu erwarten wäre (LIPPMANN, 1973; BATHTTRST, 1975). Nach LIPPMANN (1979b) herrscht in einem auf 25° С erwärmten Meerwasser, wie es im tropischen Bereich häufig ist, Übersättigung an Dolomit und auch an Magnesit. Dies ergibt sich aus dem Vergleich der Löslichkeitsprodukte dieser beiden Karbonate mit den entsprechenden Aktivitätenprodukten der im Meerwasser vor­handenen Ca2+- und Mg2+-Ionen (1. c. S. 69). Die starke Hydratat ion des Mg2+-Ions behindert aber nicht nur die Bildung von Magnesit sondern auch jene von Dolomit. Diese beiden Minerale werden daher aus dem Meerwasser im allgemeinen nicht aus­gefällt. Erst während der Diagenese werden jene Bedingungen geschaffen, die eine Magnesitbildung im Sediment aus präexistenten Karbonatphasen begünstigen. Nach GARRELS et al. (1960) ist sowohl Dolomitisierung als auch Magnesitisierung von Karbonatmaterial in evaporitischem Milieu möglich. In erster Linie sind Salinität und Mg-Gehalt der Porenlösungen dafür ausschlaggebend, ob einerseits Dolomit oder andererseits Magnesit im Diageneseprozeß karbonatischer Sedimente gebildet werden kann, oder ob letztlich Calcit entsteht. LIPPMANN (1979b) ha t darüber hinaus auf die Rolle der Verfügbarkeit von C03

2~-Ionen im Meerwasser bzw. in Porenlösun-

118

gen für die Karbonatbildung generell hingewiesen. Alkalinität und Sulfatreduktion unter anaeroben Bedingungen sind dafür ausschlaggebend. Beide Faktoren sind besonders im Stadium der Erühdiagenese im Sediment im allgemeinen wirksam und ihr Einfluß auf die Karbonatgleichgewichte dementsprechend von Bedeutung. Auf­fällig ist in diesem Zusammenhang, daß sich Magnesit in den von uns untersuchten permoskythischen Gesteinen oft in Sedimenten findet, die an organischen Substanzen reich sind. Hinzuweisen ist hier etwa auf die an Pflanzenhäcksel reichen und oft bioturbaten Werfener Schichten des westlichen Drauzuges und die pelletführenden Karbonateinschaltungen der Gipse des gleichen Bereiches sowie die bitumenreichen Dolomite der Untertrias (Kaswassergraben, Diegrub etc.). Die an organischem Material auffallend reichen Spatmagnesite der Nördlichen Grauwackenzone (wie z. B. Veitsch, Sunk) seien hier nur am Rande erwähnt.

Aus dem bisher Gesagten wird klar, daß Magnesit im sedimentären Büdungsraum in der Regel als eine Bildung der frühen bis späten Diagenese zu betrachten ist. E r kann sowohl im marin-litoralen als auch im lakustrischen Bereich auftreten (MÜLLBE et al., 1972). Zwar ha t BRAITSCH (1962) Magnesit als häufigstes authigenes Karbonat chloridischer Salzgesteine angesehen, doch ist auch hier der Einfluß von diageneti­schen Veränderungen der entsprechenden Evaporitserien nicht zu vernachlässigen (LANGBEIN, 1968). Überall dort, wo sich heute Magnesit im sedimentären Zyklus bildet, ist dieser mit anderen Karbonaten, vor allem Dolomit, Hunt i t , Nesquehonit und Hydromagnesit vergesellschaftet (ALDERMAN 1965; von der BORCH, 1966; KINSMAN 1967 u. a.). Magnesit kann somit als sekundäres Karbonat im Verlauf der Diagenese einerseits durch Dehydrierung primärer, wasserhaltiger Mg-Karbonate entstehen (WETZENSTEIN & ZACHMANN 1977) und andererseits durch Metasomatose entsprechend zusammengesetzter Porenlösungen aus Aragonit, Calcit und Dolomit in verschiedenen Stadien der Lithifikation gebildet werden. Somit sind auf eine Metasomatose hinweisende Gefügebilder nicht unbedingt immer als Argumente gegen eine auch im weitesten Sinne sedimentäre Magnesitbildung anzusehen. Ent ­scheidend sind nur das Bildungsmilieu und der Zeitpunkt der metasomatischen Umsetzungen. Auf die möglicherweise syngenetisch-salinar bis frühdiagenetisch-metasomatisch erfolgte Magnesitbildung der alpinen Spatmagnesite ha t bereits SIEGL (1969) hingewiesen.

Infolge der intensiven Umkristallisation bedingt durch die im allgemeinen hohe Porosität klastischer Sedimente sind in den magnesitführenden Grödener Schichten primäre Sedimentstrukturen weitgehend ausgelöscht worden. Trotz dieser diageneti­schen Veränderungen sind z. B. beim Dolomit der Algenmatten 4 Generationen unterschieden worden (NIEDERMAYR et al., 1979). Auch die Ausbildung von „Pinolit-dolomit" wurde beobachtet. Die Anlieferung der grobklastischen Komponenten erfolgte sicher terrestrisch-fluviatil. Der etwas feinklastischer entwickelte Mittelteil der Grödener Schichten (speziell vom Dobratsch und von den Lienzer Dolomiten) repräsentiert aber einen marinen Strandbereich mit inter- bzw. supratidalen Bildun­gen. Diese wechseln mit fein- bis grobklastischen Ablagerungen und werden von ihnen in ihrer Gesamtheit unter- und auch überlagert. Nur der etwas feinklastischer aus­gebildete Mittelteil der Grödener Schichten führt somit Magnesit und auch andere Karbonate 2). Bemerkenswert ist der hohe Mangangehalt (ca. 0,6 Gew.-% MnO) der

2) Geländebegehungen im Sommer 1981 erbrachten auch im Bereich der Grödener Schichten der Reißkofel-Südseite den Nachweis magnesithältiger Karbonatlagen; eine nicht unerhebliche Magnesitführung ist somit im gesamten westlichen Drauzug in permi­schen und skythischen Serien festzustellen.

119

bisher untersuchten Magnesite. Der FeO-Gehalt dieser Magnesite liegt zwischen etwa 0,2—0,7 Gew.-% und weist relativ starke Schwankungen von Korn zu Korn auf (vgl. Tab. 3). Nach WETZENSTEIN & ZACHMANN (1977) weisen limnisch-kontinen-tal gebildete Magnesite im allgemeinen niedrige Mangangehalte auf. Auffällig ist auch, daß im magnesitführenden Abschnitt der Grödener Schichten des Drauzuges Chlorit ein häufiges Akzessorium und Nebengemengteil ist, während er in den aus­schließlich grobklastischen Anteilen fehlt. LIPPMANN (1979a) konnte zeigen, daß Chlorite vor allem im marinen Milieu vor Verwitterungseinflüssen geschützt sind, und außerdem die Tendenz zur diagenetisch bedingten Chloritbildung im salinaren Milieu noch stärker ausgeprägt ist als die Umwandlung von Alumosilikaten zu Muskovit.

Die an einigen Siltsteinen der magnesitführenden Grödener Schichten bestimmten B-Gehalte liegen zwischen 100 und 200 ppm; dies spricht ebenfalls für das Vorliegen mariner Bildungen. Der Anteil an detritärem Turmalin ist in den untersuchten Siltsteinen unterschiedlich, meist aber gering und steht in keinem direkten Zusam­menhang zu den bestimmten B-Gehalten.

Die in manchen Bereichen teils häufigen und auffälligen Magnesitkonkretionen, die in der Regel in tiefroten Siltsteinen eingelagert sind, zeigen alle Merkmale von im frühen Stadium der Diagenese gebildeten Sammelkristallisationen und sind mi t Lagen kryptokristallinen Magnesits vergesellschaftet (wie z. B. Rote Plaiken und Sandtal bei Ellmau, Tirol). Diese überwiegend kryptokristallinen Magnesitkonkre­tionen (Fig. 5) und Magnesitlagen, die in den postvariszischen Basisserien relativ häufig beobachtet werden (z. B. „Permoskyth" der Kaisergebirgsbasis, Werfener Schichten und Unteranis des Drauzuges), stellen aber ein interessantes Problem dar. Es ist eine bekannte, wenn auch in ihren Ursachen noch ungeklärte Tatsache, daß kristalline organogene Karbonatsubstanz relativ rasch in feinstkörniges Ca-Karbonat desintegrieren kann; sowohl anorganische als auch organische Prozesse, haupt­sächlich bakterieller Natur, werden dafür angenommen (CHILINGAK et al., 1979). EISBAOHEE (1969) deutet die kryptokristallinen Magnesitknollen in roten Tonschiefern der Nördlichen Kalkalpen (1. с S. 221, Typ I) als in sandig-tonigem Substrat gewach­sene Ausfällungen auf Grund einer temporären Übersättigung der Porenlösungen. Nach unseren eigenen Beobachtungen treten textureil vollkommen gleichartig entwickelte kryptokristalline Magnesite im selben Bereich auch schichtig auf. Orga­nische Strukturen waren aber bisher nicht zu erkennen.

Den Nördlichen Kalkalpen ähnliche kryptokristalline Magnesite sind lagenweise und auch als Komponenten in den Rauhwackenhorizonten der Werfener Schichten (Fig. 7) und in den skythisch-anisischen Gipsen des westlichen Drauzuges festzu­stellen. Hier war zu erkennen, daß es sich dabei wenigstens zum Teil um ehemalige, teils auch Biogene führende Pillenkalke und Oolithe handelt , die frühdiagenetisch in Magnesit umgewandelt worden sein müssen.

Die von EISBACHER (1969) erwähnten Spatmagnesitknollen (1. с S. 222, Typ III) stellen hingegen deutlich metamorph beeinflußte Rekristallisate dar, mit allen Über­gängen zu Typ I (z. T. „Übergangstypus" I I , 1. с S. 221).

Die Magnesite im oberpermischen Salinar der Nördlichen Kalkalpen sind teils kryptokristaffin (SCHEOLL, 1961), teils handelt es sich um grobkristalline Sammel­kristallisationen (z. B. HADITSCH, 1968). Auffällig ist, daß der Magnesit hier in der Regel mit Anhydrit vergesellschaftet ist. Interessant ist in diesem Zusammenhang, daß die von P A K (1974, 1978) aus einigen nordalpinen Salinarvorkommen (Hallstatt , Bad Ischl und Reichenhall) bestimmten Schwefelisotopen-Daten mit § 34S-Werten von +25 ,1 bis +27,7%0 + 0,2 für ein untertriadisches Alter der untersuchten Anhy­drite sprechen. Es ist aber nicht bekannt, ob ausschließlich diese Anhydrite Magnesit

120

führen, oder ob die Magnesitführung auch in sicher oberpermischem Salinar anzu­treffen ist. Es sei hier daran erinnert, daß in der Salzlagerstätte von Hall in Tirol nur die magnesitführende Evaporitserie § 34S-Werte ergeben hat , die eine Einstufung dieser Evaporite in die Untertrias ermöglichte (freundl. briefl. Mitteilung von Herrn wHR Dipl.-Ing. Dr. 0 . SCHATTBEEGEB, Bad Ischl). Wie schon früher erwähnt, haben aber kürzlich durchgeführte Schwefelisotopen-Bestimmungen an Gipsen magnesit­führender Evaporitfolgen (aus dem Blühnbachtal, vom Lammertal N Annaberg und von Grabenmühl bei Golling) § 34S-Werte erbracht, die ein permisches Alter dieser Bildung belegen.

Der teils beträchtliche Magnesitanteil der alpinen „Salztone" ist schon lange bekannt (SCHATJBEBGER & RXJESS, 1951; SCHBOLL 1961), seine Genese aber noch ungeklärt. Eventuell handelt es sich dabei um salinare Fällungsprodukte, wie dies von BBAITSCH (1962) für die Magnesite des norddeutschen Zechsteinsalinars ange­nommen worden ist. Möglicherweise spielen aber auch hier Diageneseprozesse die wichtigere Rolle. Für die grobkristallinen, meist Fe-reichen Sammelkristallisationen, wie etwa von Wienern/Grundlsee und Grubach bei Golling, ist eine spätdiagenetisch-metasomatische Bildung bis metamorphe Rekristallisation wahrscheinlicher (Fig. 4). Das Magnesium kann dabei leicht aus dem primären, kryptokristallinen Magnesit­anteil des umgebenden Salinars bezogen werden.

In den Werfener Schichten wurde Magnesit einerseits als Detritus, der bereichs­weise auch diagenetisch bedingte Magnesit-Sammelkristallisationen zeigt, ange­liefert. Andererseits ist auch hier, ähnlich wie in den Grödener Schichten, vor allem in den karbonat- und gipsreichen oberen Werfener Schichten mit einer nietasomatisch bedingten Umkristallisation eines Karbonat-Altbestandes zu rechnen (NIEDEBMAYE et al., 1980). Auf die petrogenetische Bedeutung der magnesitführenden Rauhwacken der obersten Werfener Schichten des Drauzuges wurde in der gleichen Arbeit hinge­wiesen. Insbesondere geben diese Rauhwacken Hinweise auf recht bedeutende Lösungsumsätze, die das ostalpine, untertriadische Salinar nachhaltig beeinflußt haben. Die unmittelbare Vergesellschaftung von Gips und Magnesit, wie dies sowohl vom Dobratsch als auch vom Lammer Graben bei Kötschach und vom Ochsengarten in den Lienzer Dolomiten nachgewiesen werden konnte, zeigt, daß es sich dabei um eine ausschließlich sedimentär angelegte, durch Metasomatose Mg-reicher Poren­lösungen im hypersalinaren Milieu bedingte Magnesitbildung handelt. Unabhängig vom tatsächlichen Alter dieser magnesitführenden Gipse und Rauhwackenhorizonte, das im einzelnen noch geprüft werden sollte, ergeben sich damit deutliche Beziehun­gen zu den Magnesiten von Hall in Tirol, Kaswassergraben und auch Diegrub.

Aus den genannten Magnesitvorkommen liegen Gefügebilder vor, die auf eine frühdiagenetische, metasomatisch bedingte Umprägung eines Karbonat-Altbe­standes durch Mg-reiche Porenlösungen bezogen werden können. In Fig. 11 ist zu erkennen, daß der Magnesit einen primären Altbestand ersetzt hat , größtenteils ohne dessen sedimentär angelegtes Interngefüge zu verändern. Pigmentierung und Schichtung gehen vollkommen ungestört durch die Magnesitkristalle hindurch; zum Teil sind sogar noch Ostrakodenquerschnitte, die im umgebenden Dolomit relativ häufig sind, auch im Magnesit zu erkennen. Das Magnesitwachstum erfolgte auch ohne Zerstörung der im Sediment deutlich ausgeprägten Stylolythen; somit muß die Stylolythbildung noch vor dem Magnesitwachstum angenommen werden. Aus dem Schliffbefund ergibt sich, daß Stylolythhäute Karbonatlagen unterschied­licher Körnigkeit und Umkristallisation trennen und aller Wahrscheinlichkeit nach somit durch die bei der Kompaktion des sich verfestigenden Karbonatschlammes eintretenden Drucklösungsvorgänge bedingt sind. Da die stark pigmentierten Ton-

121

häute der Stylolythe frühdiagenetische Schwundrisse im. Sediment versetzen, ist an eine Drucklösung im z. T. gerade noch plastisch verformbaren Sediment zu denken. An manchen Stellen haben die im Dolomit wachsenden Magnesitkristalle das Pig­ment nicht übernommen und an ihren sich ausdehnenden Korngrenzen gewisser­maßen vor sich hergeschoben. Eine bereichsweise ausgebildete rhythmische Schich­tung von pigmentierten und nicht pigmentierten Magnesiträndern zeigt, daß die Kristallisationsbedingungen der Magnesite Schwankungen unterworfen waren. Wichtig ist die Beobachtung, daß die Magnesite im offenbar noch plastisch verform­baren Sediment teilweise zerbrochen bzw. zerschert worden sind. Erst diese rupturell verformten Magnesit-,,Aggregate" sind von Klüften durchschlagen worden. Diese trennen auch die Stylolythen und die früher angelegten Sedimentstrukturen. Dies bedeutet, daß das Magnesitwachstum zwischen der Stylolythbildung und der Klüftung anzunehmen ist. Genetisch wichtig ist, daß die durch diese Klüfte getrenn­ten Magnesit-Teilindividuen mit Magnesitsubstanz gleicher optischer Orientierung verheilt werden. Im umgebenden Dolomikrit bestehen diese Klüfte hingegen aus Dolomitzement. Es muß daher angenommen werden, daß auch zur Zeit der Kluft­bildung die Zusammensetzung der im Sediment zirkulierenden Porenlösungen eine Magnesitbildung von vorhandenen Kristallisationskeimen aus ermöglichte.

Ein petrogenetisch interessantes Problem stellt allerdings der Fe-Gehalt vieler Magnesite der Nördlichen Kalkalpen dar (s. auch Tab. 3). Beispielsweise enthalten die „Magnesite" von Diegrub bis zu 60 Mol.-% FeC03 . Wie statistische Mikrosonden-untersuchungen und Reflexionsmessungen gezeigt haben (vgl. B E B A N , 1978), liegt hier neben praktisch Fe-freien Magnesiten ein ausgeprägtes Häufigkeitsmaximum zwischen 30 und 40 Mol.-% FeC0 3 in Fe-hältigen Magnesiten vor. Auffällig sind auch hier die relativ starken Schwankungen der einzelnen Magnesitkörner in ihren Fe-Gehalten. Die Fe-reichsten Magnesite weisen auch die höchsten Mn-Gehalte mi t etwa 2 Gew.-% MnO auf. Die höchsten Ca-Gehalte liegen bei 0,5 Gew.-% CaO. F R I E D E I C H (1959, 1963) ha t die hohen Fe-Gehalte als Beweis für eine hydrothermale Bildung der entsprechenden Magnesite angesehen. Interessanterweise wurde bisher nie eine metamorphe Bildung als Erklärungsmöglichkeit in Erwägung gezogen. SCHRAMM (1974, 1978) ha t erstmals auf die den Bedingungen der unteren Grün­schieferfazies entsprechende, metamorphe Überprägung der Kalkalpenbasis im Mittelabschnitt der Nördlichen Kalkalpen hingewiesen. Überträgt man die experi­mentellen Ergebnisse von JOHANNES (1970) betreffend die Mischkristallbildung in der Reihe Magnesit — Siderit auf die offensichtlich alpidisch überprägten Magnesite der Kalkalpenbasis, so müßten die neugebildeten Magnesitmobilisate in der Regel zonargebaut sein, mit einer Zunahme des Fe-Gehaltes nach außen hin. Darüber hinaus wäre zu erwarten, daß die in spätdiagenetischen Klüften ausgeschiedenen Magnesite wesentlich Fe-reicher sind, als die Magnesite des die Klüfte umgebenden Nebengesteins. Diese Annahme geht davon aus, daß die endgültige Gleichgewichts­einstellung in den betreffenden Sedimenten — soweit sie die Karbonatphasen be­trifft — vor allem auf Grund des anzunehmenden hohen Anteiles an fluiden Phasen erst im Zuge der retrograden alpidischen Metamorphose erfolgen konnte und zu­sätzlich auch vom jeweils wirksamen maximalen Metamorphosegrad beeinflußt wurde. Dies gilt im besonderen Maße für die Magnesite in den Salinarvorkommen der Nördlichen Kalkalpen, die schon auf Grund der mächtigen Sedimentüberdeckun­gen von einer niedriggradigen Metamorphose erfaßt worden sein müssen („low grade and/or very low grade metamorphism", HOSCHEK et al., 1980, S. 339). Die grob­kristallinen Magnesite von Hall in Tirol zeigen einen ausgeprägten Zonarbau, mit einem Fe-armen Kern und einer Fe-reichen Hülle. Dies weist nach JOHANNES

122

(1970) auf eine Rekristallisation des Magnesits bei fallender Temperatur hin. Das Eisen kann dabei aus den Nebengesteinen hergeleitet werden. Dies könnte aber auch für die alpinen Magnesit- bzw. Spatmagnesitvorkommen insgesamt gesehen von Bedeutung sein. Zuletzt ha t FRIEDRICH (1968) betont, daß der Fe-Gehalt der alpinen Magnesite in den triadischen Vorkommen deutlich höher ist als in den, auch strati-graphisch, tiefer liegenden Spatmagnesiten der Grauwackenzone. Seiner Meinung

Tabelle 3 : Schematische Darstellung der (Fe, Mn)C03-Gehalte einiger Magnesite aus permoskythischen Serien der Ostalpen (in Mol.-%). Die Daten wurden aus Mikrosonden-analysen und Reflexionsmessungen ermittelt (pro Probe 20 Meßpunkte, zur Methode

vgl. BEEAN, 1978)

Probe

Skyth-Untortrias 1 A 1 В 2 3 4A 4 B 5 6 А 6 В ABF KWG Н 1/80 Н 2/80 Н 7/80 Н 8/80 Р 595/79

Perm Р 578/79

407 а/77 475/78 618/79 604/79 606/79 322/76

10 _ Mol.-% (Fe, Мп) С03

20 30 40 50 60 Lokalität

Diegrub Diegrub Diegrub Diegrub Diegrub Diegrub Diegrub Diegrub Diegrub Diegrub Kaswassergraben Hall in Tirol Hall in Tirol Hall in Tirol Hall in Tirol Lienzer Dolomiten

Dobratsch Dobratsch Dobratsch westl. Gailtaler Alpen Lienzer Dolomiten Lienzer Dolomiten Lesachtal-Lamelle

nach ist dies als Hinweis auf eine hydrothermale Lösungszufuhr von unten her mit konsequenterweise abnehmender Metasomatosetemperatur zu betrachten. Gleiches gilt ganz allgemein aber auch für den Metamorphosegrad der alpinen Magnesite. Nimmt man daher eine prämetamorphe, syndiagenetische Magnesitbildung sowohl für die alpinen Spatmagnesite als auch für die Magnesite im Perm und Skyth der Ostalpen an, so weist der höhere Fe-Gehalt der metamorph überprägten permo­skythischen Magnesite auf geringere Rekristallisationstemperaturen hin als jener der tieferliegenden und damit auch höher metamorphen Spatmagnesite. Da nach HADITSCH & MOSTLEB, (1979) für die Spatmagnesite bereits eine variszisch-meta-

123

morphe Prägung angenommen werden muß, handelt es sich bei diesen Magnesiten überdies um polymetamorphe Bildungen.

Trotz der relativ reichlichen Magnesitführung in permo-skythischen Sedimenten der Ostalpen sollte dies überdies in Hinkunft auch bei paläogeographischen Über­legungen berücksichtigt werden. Es wird hier in erster Linie zu prüfen sein, ob nicht auch in anderen Bereichen der permo-triadischen Serien der Ostalpen Magnesit als wichtiger Bestandteil der Ablagerungen anzutreffen ist. Wie gerade das Beispiel des westlichen Drauzuges zeigt, ist die Anwesenheit von Magnesit hier trotz vieler Detail­untersuchungen dieses Bereiches erst spät erkannt worden. Dies obwohl z. B. der magnesitführende Anteil der Werfener Schichten etwa 100 m Mächtigkeit erreicht, exklusive des sehr magnesitreichen Rauhwackenhorizontes in seinem Hangenden, der im zentralen Teil der Lienzer Dolomiten immerhin ebenfalls bis zu 60—60 Meter mächtig wird. Auffallend ist jedoch, daß Magnesit in permo-triadischen Ablagerungen bisher praktisch nur aus oberostalpinen Serien festgestellt werden konnte. Hinzu­weisen ist hier allerdings auf die hinsichtlich ihrer Genese noch ungeklärte „Eisen­dolomit"- und Magnesitvererzung (KLEBELSBERG, 1935; BRIGO & OMENETTO, 1979) im Anis der Ortler-Trias (bes. Zumpanel und Stiereckkamm/Cresta del Того), die nach TOLLMANN (1977) dem mittelostalpinen Deckenstockwerk zuzurechnen sein soll. Auffällig ist ferner, daß die permo-skythischen Ablagerungen, die am Nordrand des Drauzuges — in meist tektonisch mehr oder weniger reduzierten Vorkommen — liegen (Gödnachgraben, Simmerlach, Glanz und Glatschach b. Dellach/Drautal), keinerlei Anzeichen einer Magnesitführung erkennen ließen. Dolomit und Calcit konnten dagegen festgestellt werden. Dies könnte jedenfalls als weiteres Indiz dafür gewertet werden, daß ungeachtet der räumlichen Nähe doch bedeutende fazielle Gegensätze zwischen diesen Vorkommen und dem eigentlichen Drauzug bestehen, worauf schon verschiedentlich hingewiesen worden ist (ANGER, 1965; NIEDERMAYR, 1975). Auch einige weitere Permotrias-Vorkommen führen nach unseren bisherigen Ergebnissen keinen Magnesit (wie z. B. die Vorkommen von Griffen und St. Paul, Kalkstein, u. a.).

Ein für die genetische Interpretation der Magnesite im Perm und Skyth der Ost­alpen wichtiges Fak tum ist deren überaus weite Verbreitung, wobei zusätzlich noch das Auftreten in bestimmten, offensichtlich stratigraphisch definierbaren Niveaus hervorzuheben ist. Dies läßt sich insbesondere an Hand der Magnesite, die in den Grödener Schichten des Drauzuges und den damit vergleichbaren Sedimenten der Nördlichen Kalkalpen auftreten, erläutern. So deutet schon ganz allgemein das Auftreten von Karbonaten in den fein- bis überwiegend grobklastisch entwickelten Grödener Schichten auf besondere Sedimentationsbedingungen hin. So gesehen ist die Annahme einer zusätzlichen Mg-Zufuhr aus tieferliegenden Magmenherden, wie dies u. a. F R I E D E I C H (1969) zur Diskussion stellt („1. Mg-Mobilisation", 1. с S. 558) von untergeordneter Bedeutung. Solange nur einige wenige Vorkommen von Magnesit in postvariszischen Sedimenten bekannt waren, war eine hydrothermale Mg-Zufuhr sicher noch vorstellbar. Die flächenmäßige Ausdehnung der heute bekannten magne­sitführenden Sedimente, etwa der Werfener Schichten, aber auch der Grödener Schichten und verwandter Bildungen, liefert einen starken Hinweis dafür, daß die Magnesitbildung auf ein spezielles Ablagerungsmilieu zurückgeführt werden muß. Dies impliziert nun aber keineswegs die Annahme einer synsedimentären Magnesit­entstehung in diesen Sedimenten. In Übereinstimmung mit reaktionskinetischen Überlegungen und rezenten Feldbeobachtungen ist die Magnesitbildung allerdings in erster Linie als eine Folge frühdiagenetischer Umsetzungen zu sehen, die zumindest zum Teil durch spätdiagenetische Prozesse und/oder Metamorphoseereignisse über-

124

prägt worden ist. Die im Rahmen dieser Arbeit mitgeteilten Beobachtungstat­sachen und Untersuchungsergebnisse sind daher unserer Meinung nach nicht nur wesentlich für die Deutung der im Perm und Skyth der Ostalpen auftretenden Magne­site, sondern sollen auch als Beitrag zur genetischen Interpretation der ostalpinen Spatmagnesite verstanden werden.

Dank Frau Doz. Dr. E. KIRCHNER und Herrn Dr. J . M. SCHRAMM (beide Salzburg) sind wir

für sachkundige Führungen im Gelände, die uns einen Überblick über einige Magnesitvor­kommen der Nördlichen Kalkalpen ermöglichten, und kritische Diskussionsbemerkungen sehr dankbar. Herr Dr. E. PAK (Wien) lieferte mit Schwefelisotopen-Daten der im Rahmen unserer Untersuchungen aufgesammelten Evaporite wertvolle lithostratigraphi-sche Hinweise. Herr Hofrat Prof. Dr. E. SCHROLL (Wien) hat einige Bor-Bestimmungen an Siltsteinen ausgeführt. Dafür sei ihm ebenfalls gedankt.

Die Reflexionsmessungen wurden durch eine Leihgabe des Fonds zur Förderung der Wissenschaftlichen Forschung ermöglicht; A. B. dankt der Kommission für Grundlagen der Mineralrohstoff-Forschung der Österreichischen Akademie der Wissenschaften für finanzielle Unterstützung.

Literatur ALDERMANN, A. R.: Dolomitic sediments and their environment in the South-East of

South Australia. — Geochim. Cosmochim. Acta, 29, 1355—1365, New York—Oxford — London — Paris 1965.

ANGER, H., mit einem Beitrag von W. KLAUS: Zur Geologie der Gailtaler Alpen zwischen Gailbergsattel und Jauken (Kärnten). — Sitzber. Österr. Akad. Wiss. Wien, mathem.-naturwiss. KL, I, 174, 7 9 - 8 4 , Wien 1965.

BATHURST, R. G. C.: Carbonate sediments and their diagenesis. — Developments in Sedimentology, 12, 658 S., 1975.

BERAN, A.: Die Bestimmung der Zusammensetzung von Dolomit-, Ankerit- und Magne-sit-Siderit-Mischkristallen mit Hilfe von Reflexionsmessungen. — N. Jb . Min., Mh., 1978, 559-565, Stuttgart 1978.

BOSCH, С. C. von der: The distribution and preliminary geochemistry of modern carbo­nate Sediments of the Coorong area, South Australia. — Geochim. Cosmochim. Acta, 29, 781-799, New Y o r k - O x f o r d - L o n d o n - P a r i s 1965.

BBAITSCH, O.: Entstehung und Stoffbestand der Salzlagerstätten. — Miner. u. Petrogr. in Einzeldarst., 3, 232 S., 1962.

BRIGO, L. & OMENETTO, P . : Metallogenese der Italienischen Ostalpen. — Verh. Geol. В.-А., 1978, 249-266, Wien 1979.

CHILINGAR, G. V., ZBNGER, D. H., BISSELL H. J . & WOLF K. H.: Dolomites and Dolo-mitization. — Developments in Sedimentology (ed. G. LARSEN and G. V. CHILINGAR), 25A, 423-532, Amsterdam 1979.

DESTOMBES, J . P . : Art der Spatmagnesitlagerstätten der Westpyrenäen. — Berg- u. hüttenmänn. Monatsh., 103, 246 — 250, Wien —New York 1958.

EISBACHER, G. H. : Neue Beobachtungen zur Deutung der knolligen Magnesite im Ton­schieferkomplex des alpinen Buntsandsteins der Nördlichen Kalkalpen. — Mineral.

Deposita, 4, 219 — 224, Berlin-Heidelberg—New York 1969. FAIRBRIDGE, R. W.: Phases of diagnesis and authigenesis. — Developments in Sedi­

mentology (Ed. G. LARSEN and G. V. CHILINGAR), 8, 19 — 89, Amsterdam 1967. FOULLON, v. H. B. : Über ein neues Vorkommen von krystallisiertem Magnesit mit

säulenförmiger Ausbildung. - Verh. Geol. R.-A., 1884, 334-335, Wien 1884. FRIEDRICH, O. M.: Zur Genesis der ostalpinen Spatmagnesit-Lagerstätten. — Radex-

Rdsch., 1959, 393 — 420, Radenthein 1959. FRIEDRICH, О. M.: Zur Genesis des Magnesites vom Kaswassergraben und über ein ähn-

125

Hohes Vorkommen (Diegrub) im Lammertal. — Radex-Rdsch., 1963, 421 — 432, Radenthein 1963.

FEIEDEICH, O. M.: Die Vererzung der Ostalpen, gesehen als Glied des Gebirgsbaues. — Archiv f. Lagerstättenforschung, 8, 1 — 136, Leoben 1968.

FBIBDEIOH, O. M.: Beiträge über das Gefüge von Spatlagerstätten, Teil 4. — Radex-Rdsch., 1969, 550 — 562, Radenthein 1969.

GABEELS R. M., THOMPSON, M. E. & SIBVBB, R.: Stability of some carbonates at 25° С and one atmosphere total pressure. — Am. J. Sei., 258, 402 — 418, New Haven 1960.

HADITSCH, J . G.: Bemerkungen zu einigen Mineralien (Devillin, Bleiglanz, Magnesit) aus der Gips-Anhydrit-Lagerstätte Wienern am Grundlsee, Steiermark. — Archiv f. Lagerstättenforschung 7, 54 — 76, Leoben 1968.

HADITSCH, J . G. & MOSTLEB, H. : Genese und Altersstellung der Magnesitlagerstätten in den Ostalpen. - Verh. Geol. B.-A., 1978, 357-367, Wien 1979.

HOSCHEK, G., KIBCHNEE, E. Ch., MOSTLEE, H. & SCHRAMM, J. M.: Metamorphism in the Austroalpine units between" Innsbruck and Salzburg (Austria) — A Synopsis. — Mitt. Österr. Geol. Ges. 71/72, 3^5 — 341, Wien 1980.

JOHANNES, W.: Zur Entstehung von Magnesit vorkommen. — N. Jb . Mineral. Abh., 113, 274-325, Stuttgart 1970.

KINSMAN, D. J . J . : Huntite from a carbonate-evaporite environment. — Am. Mineral., 52, 1334-1340, New Haven 1967.

KLEBELSBEBG, R. V.: Geologie von Tirol. — 872 S. Berlin (Borntraeger) 1935. LANGBEIN, R.: Zur Petrologie des Anhydrits. — Chemie der Erde, 27, 1 — 38, Berlin 1968. LESKO, I . : Über die Bildung von Magnesitlagerstätten. — Mineral. Deposita, 7, 61 — 72,

Berlin —Heidelberg—New York 1972. LIPPMANN, F . : Versuche zur Aufklärung der Bildungsbedingungen von Calcit und

Aragonit. — Fortschr. Min., 38, 156—161, Stuttgart 1960. LIPPMANN, F . : Sedimentary Carbonate Minerals. — Minerals, Rocks and Inorganic

Materials, 6, 228 S. Heidelberg (Springer) 1973. LIPPMANN, F . : Stabilitätsbeziehungen der Tonminerale. — N. Jb . Miner. Abh., 136,

287-309, Stuttgart 1979 (a). LIPPMANN, F . : Der gegenwärtige Stand des Dolomitproblems. — Bull. Mus. d'Histoire

Naturelle Belgrad, Ser. A., 34, 65 — 79, Belgrad 1979 (b). LIPPMANN, F . : Phase diagrams depicting aqueous solubility of binary mineral systems. —

N. Jb . Miner. Abh., 139, 1 -25 , Stuttgart 1980. MACHATSCHKI, F . : Das Magnesitvorkommen im Kaswassergraben bei Großreifling. —

Centralbl. f. Min., Geol., Pal., 1922, 11 -19 , Stuttgart 1922. MEIXNEB, H. : Neue Mineralfunde aus Österreich, XXX. — Carinthia I I , 170./90.,

3 3 - 6 3 , Klagenfurt 1980. MOSTLEE, H. : Zur Gliederung der Permoskyth-Schichtfolge im Raum zwischen Wörgl

und Hochfilzen (Tirol). - Verh. Geol. B.-A., 1972, 155-162, Wien 1972. MÜLLEB, G., IBION, G. & FÖESTNEB U.: Formation and Diagenesis of Inorganic Ca-Mg Carbonates in the Lacustrine Environment. — Naturwiss., 59, 158—164, Frankfurt

1972. NIEDEEMAYE, G.: Gedanken zur lithofaziellen Gliederung der postvariszischen Trans-

gressions-Serie der westlichen Gailtaler Alpen, Österreich. — Mitt. Geol. Ges. Wien, 66./67., 105-126, Wien 1975.

NIEDEEMAYE, G., SCHEBIAU-NIEDEBMAYB E. & BEEAN A.: Diagenetisch gebildeter Magnesit und Dolomit in den Grödener Schichten des Dobratsch, Kärnten, Österre-reich. - Geol. Rdsch., 68, 979 — 995, Stuttgart 1979.

NIEDERMAYB, G., SCHEBIAIT-NIEDEEMAYE E. & SEEMANN, R.: Magnesit in der Unter­trias des westlichen Drauzuges, Kärnten, Osttirol. — Carinthia I I , 170./90., 91 — 102, Klagenfurt 1980.

NÖSSING, L., SCHBAMM, J . M. & STINGLHAMMEE H. : Ingenieurtechnische, geologische und mineralogische Probleme beim Bau einiger Tunnels der Tauernautobahn im Bereich von Werfen (Salzburg, Österreich). — Rock Mechanics, 11, 151 — 176, Wien 1979.

126

PAK, E. : Schwefelisotopenuntersuchungen am Institut für Radiumforschung und Kern­physik I. — Anzeiger Österr. Akad. Wiss. Wien, mathem.-naturw. KL, 1974, 166—174, Wien 1974.

PAK, E.: Schwefelisotopenuntersuchungen am Institut für Radiumforschung und Kern­physik I I . — Anzeiger Österr. Akad. Wiss. Wien, mathem.-naturw. KL, 1978, 6 — 22, Wien 1978.

PETBASCHECK, W.: Die Magnesite und Siderite der Alpen. Vergleichende Lagerstätten­studien. — Sitzungsber. Akad. Wiss. Wien, mathem.-naturw. KL, I, 195 — 242, Wien 1932.

PLÖCHINGEB, B. : Die Nördlichen Kalkalpen. — [In]: Der geologische Aufbau Öster­reichs (Red.: Geol. B.-A), 699 S., Wien-New York (Springer) 1980.

SCHAUBEBGEB, O.: Die alpinen Salzlagerstätten. — Verh. Geol. B.-A., 1978, 455 — 459, Wien 1979.

SCHATTBEBGEB, O. & RTJESS, H.: Über die Zusammensetzung der alpinen Salztone. — Berg- u. hüttenmänn. Monatsh. 96, 187 — 195, Wien 1951.

SCHRAMM, J. M.: Magnesitkomponenten in der Basalbrekzie ( ?Unter-Rotliegend) östlich Saalfelden (Salzburg). — Veröff. Univ. Innsbruck, 86, Festschr. HEISSEL, 281 — 288, Innsbruck 1973.

SCHBAMM, J. M.: Vorbericht über Untersuchungen zur Metamorphose im Räume Bischofs­hofen — Dienten—Saalfelden (Grauwackenzone/Nördliche Kalkalpen, Salzburg). — Anz. Akad. Wiss. Wien, mathem.-naturw. KL, 111, 199 — 207, Wien 1974.

SCHRAMM, J . M.: Anchimetamorphes Permoskyth an der Basis des Kaisergebirges (Süd­rand der Nördlichen Kalkalpen zwischen Wörgl und St. Johann in Tirol, Österreich). — Geol. Paläont. Mitt. Innsbruck, 8, 101 — 111, Innsbruck 1978.

SCHROLL, E. : Über das Vorkommen von Magnesit in alpinen Salzlagerstätten. — Radex-Rdsch. 1961, 704-707, Radenthein 1961.

SCHULZ, O. & LUKAS W.: Eine Uranlagerstätte in permotriadischen Sedimenten Tirols. — Tschermaks Min. Petrogr. Mitt., 14, 213 — 231, Wien 1970.

SIEGL, W.: Die Magnesite der Werfener Schichten im Raum Leogang bis Hochfilzen sowie bei Ellmau in Tirol. — Radex-Rdsch., 1964, 178-191, Radenthein 1964.

SIEGL, W.: Entwurf zu einer salinar-sedimentären Entstehung der Magnesite vom Typ Entachen (Salzburg). — Mineral. Deposita, 4, 225 — 233, Bariin — Heidelberg —New York 1969.

STREHL, E., NIEDEBMAYB, G., SCHERIAU-NIEDEBMAYB E. & PAK E.: Die Gipsvorkommen an der Südseite des Dobratsch (Villacher Alpe), Kärnten. — Carinthia I I , 170./90., 7 7 - 8 9 , Klagenfurt 1980.

TICHY, G. & SCHRAMM, J . M.: Das Hundskarl-Profil, ein Idealprofil durch die Werfener Schichten am Südfuß des Hagengebirges, Salzburg. — Karinthin 80, 106—115, Klagen­furt 1979.

TOLLMANN, A.: Analyse des klassischen nordalpinen Mesozoikums. — 580 S. Wien: (Deuticke) 1976.

TOLLMANN, A.: Geologie von Österreich, Bd. 1, 766 S. Wien (Deuticke) 1977. TURAN, J . & VANÖOVÄ, L.: Vyskyty magnezitu v evaporitoch Zäpadnych Karpat. —

Zäpadne Karpaty, ser. mineral., petrogr., geochemia, metalog., 2, 95 — 149 (mit eng­lischer Zusammenfassung), Bratislava 1976.

TUBAN, J . & VANÖOVÄ, L.: Dalsie vyskyty magnezitu v sz. casti gelnickej serio gemerid. — Zapadne Karpaty, ser. mineral., petrogr., geochemia, metalog., 6, 157 — 202 (mit deutscher Zusammenfassung), Bratislava 1979.

WETZENSTEIN, W. & ZACHMANN, D.: Sedimentäre magnesiumkarbonatische Bildungen im Servia-Becken/Nordgriechenland. — Radex-Rdsch., 1977, 29 — 49, Radenthein 1977.

ZANFEBBARI, A.: On the occurrence of a Permo-Scythian syncline outcropping in the middle Lesachtal along the Gailtal line (Carinthia, Austria). — N. Jb . Geol. Paläont., Mh., 1976, 2, 109-117, Stuttgart 1976.

Manuskript bei der Schriftleitung eingelangt am 5. Dezember 1980.

127

Tafel 1 Fig. 1: Kristalliner Magnesit (grau) in Siltmaterial (dunkel) der Grödener Schichten;

Podlanigbach N Birnbaum, Kärnten. Die knolligen, teils gelängten Karbonat­bildungen zeigen keine Anzeichen eines konkretionären Wachstums und sind teil­weise Stromatolithstöcken recht ähnlich (P 605/79). Bildbreite 10 cm.

Fig. 2: Lagen mittel- bis grobkristallinen Magnesits (hellgrau) mit Siltsteinen (dunkel­grau) wechsellagernd, in Grödener Schichten der Dobratsch-Basis; Roter Graben N Nötsch, Kärnten (P 580/80), Bildbreite 10 cm.

Fig. 3 : Feingeschichteter, magnesitreicher Sandstein; Haselgebirgsaufbruch N Annaberg, Lammertal, Salzburg (P 641/80). Bildbreite 9 cm.

Fig. 4: Grobkristalliner Magnesit (schwarz) in massigem Anhydrit; Gipsbergbau Wienern/ Grundlsee, Oberösterreich (P 737/80). Bildbreite 12 cm.

Fig. 5: Kryptokristalline Magnesitknollen (hellgrau) in „Permoskyth"-Sandstein der Kaiser-Basis; Sandtal N Ellmau, Tirol (P 682/80). Bildbreite 7 cm.

Fig. 6: Magnesitreicher Flasersandstein aus den Werfener Schichten der Lienzer Dolomi­ten; Podlanigbach N Birnbaum, Kärnten (P 710/80). Bildbreite 7 cm.

Fig. 7: Magnesitführende Rauhwacke aus den Werfener Schichten der Lienzer Dolomiten; Podlanigbach N Birnbaum, Kärnten. Im kryptokristallinen Unter- bzw. Oberteil des Stückes ist Magnesit Hauptbestandteil; die graue, poröse Lage dazwischen führt dagegen überwiegend Calcit (P 694/80). Der bis 60 m mächtige Rauh-wckenkomplex baut sich aus diesen unterschiedlich magnesitführenden Lagen auf. Bildbreite 23 cm.

128

a», i

1 ' \ ' \ ; t. 1

' . : ; V : vV-!K:: %*'^й^* ЩМ-Ш^ШМ

Й Ü - m*> *|«^,мд»»4

\

9 Verhandlungen, 2/81 129

%

Tafel 2 Fig. 8: Mikrokristalliner Magnesitzement (Magnesit mit deutlichem Relief, Quarz hell­

grau) in Sandsteinkomponenten des Haselgebirges — Haselgebirgsaufbruch im Blühnbachtal, W Tenneck, Salzburg (P 653/80); unpolarisiertes Durchlicht. Bildhöhe etwa 0,6 mm.

Fig. 9: Geschichteter bis dünngebankter, sehr magnesitreicher Sandstein; opake Körnchen sind Pyrit — Haselgebirgsaufbruch N Annaberg, Lammertal, Salz­burg (P 644/80); unpolarisiertes Durchlicht. Bildhöhe etwa 16 mm.

Fig. 10: Frühdiagenetischer, krypto- bis mikrokristalliner Magnesitzement (feinstkörnig, grau), neben Quarz (weiß) und mikro- bis makrokristalliner, später gebildeter Magnesitzement (grau) in magnesitführendem, geflaserten Sandstein — Pod-lanigbach N Birnbaum, Kärnten (P 710/80); unpolarisiertes Durchlicht. Bildhöhe etwa 0,6 mm.

Fig. 11: In mikritischem Dolomit (dunkelgrau) gesproßter Magnesitkristall (hellgrau) wird von einem Karbonatgang durchschlagen (Bildmitte). Im Magnesitkristall besteht die Gangfüllung aus Magnesitzement (hell), im Dolomit hingegen aus Dolomitzement (dunkel). Nähere Erklärungen im Text — Kaswassergraben bei Großreifling, Steiermark (KW 5/80); unpolarisiertes Durchlicht. Bildhöhe etwa 13 mm.

130

' - . • • . • • : ' • • • ; : - . : ч

- ' ^ '! ' •. .... ' , 4 , V *'. ;.• ^ : : ^ : У : : - : : : Й ; : Р : , . ^ : ••::. 4 4 - Ч Ч Ч Ч Ч Ч ч ; : : . : -4 ::,:

;;-:::::-::чч;ччч чччч--г , : :ч.ч:ЧЧЧ;ч \m>^\; ['Хх':ХШХтШЖ^];УШ : • 4 : : ; L . • : > : , ; •

:••'*?.• •;,*',>- ч ч -

• ; : . : - V : i ! : ; - - . : V :

Ч'.'' ' :.^)

}4ШМ : ; L . • : > : , ; •

:••'*?.• •;,*',>- ч ч -

• ; : . : - V : i ! : ; - - . : V : Ч-.х-'":-'"' ^

v = : - i '.^ ^ ^ 4 4 '••#

• : • , . : • - : < • • • • • : • • • • • : . ' • 't J"':'; •.'V;'^'';., " ч ч ^ ' А ' ч • : • , . : • - : < • • • • • : • • • • • : . ' •

^lisisieii Г̂ ."*'":

''.".•'..'" ' Ч;Ч

• •• ; .;.v. : ч'лч -ч

• . ; • : • ' :

" : : > • • : . • . < . • : • : : • • : . .

:.•;.•?.•.:>•••:• • . . • . / ^ • ;

\л

? # . . ; • • : » • • ; ; : \щ дат > К л 5 ; : * ъяг*

'«ч^щ;/"-all - : • % . . :

• « i f : 4=4 ::

'•::: ::%••• Й Ш Н M ^ ^ I * . ^ ..;• '.••::: 4 4 : 4 4 4 Ч Ч Ч * ? i f , . - - Ч 4 : - ,4 :V; Ч;Ч : i i S :V:K ;̂;::--:--:vp:::^:;;;:::;,^:::v:::.:::;:-.^ • -Э::.г;;::::;ч:Г:;:':?-:,.;<••;;:!:••; : i : X : 1 : : T 0 ! ; s . - ; : S : S

" - ; > • « - ( . , . - r ' : ' ' ' • ; . f W i « i ' Ш Й 1 , / л

:-: Я1 ИВчЧ':Ч::: 'I:-i ";•:•:"::; W!-SW

...ч'-.Ч" '. V\.4.v>V:.4 ::: ' Ч .:\-;А;'!'-'^.%:''/'-.;::..'': ' '•."'''"'•. - ' ' ' . 'Vv ! : =: '•>.'.'-r'

•г. ;ччч • :"./ V;4,- / # ,' ЧЙД .',';-";'.'•-' ; '!.'V.:: -''ч*:;;

J • ' ' : ' : ' . ' - ' " . ' . . ! '.-,'..r ' . ' • ' . ' , • ' - ; . '

да.,. / '':'*';,;,;"!l'.f;'v;;i Ш: ;/-•;;/. Ч;.'.Ч';ЧЧ- 4

" . • • ^ • • r s - ^ • • . ; • • ; • . : • . л - : / -" % , . , ' . ; , • ' • . ' • 4 : ••;•... :•• чч,ь ';•:' чЧ-. -ч - -4v

:.' f,1; 'ЧЧЧч'"- -\':'.'•'/•' ' " ^ ч Й . - х ч Г ч 1 ' ' .? . r '

ЯЧЧЧ^ЧаЧчЧЧЧСЧ™;:^ * ч:'Чч Д'!-..''"" 'h;.yv Ч:-;Ч •••.Ч:Ч:гччЧЧчЧ:Ч.,::Ч::::Ч:- «:::--:ЧЧ'-"Квд.. Iff Г^^й:-^г.:г 4t "" .'"'''•';'••' Ч'-.' -:-.'-": Ч : : - Ч л - ;:'•- .,•;•'-'- Ч.-- ' . ' - . . ' , •

вг':;ч;г'":;>;чч:э:ч

131